Jurnal Ilmu dan Teknologi Kelautan Tropis, Vol. 6, No. 2, Hlm. 479-490, Desember 2014
PERCAMPURAN TURBULEN YANG DIPICU TOPOGRAFI DI PERAIRAN PAPARAN KONTINEN JOGASHIMA, TELUK SAGAMI, JEPANG TOPOGRAPHICALLY INDUCED TURBULENCE ON CONTINENTAL SHELF
OFF JOGASHIMA, SAGAMI BAY, JAPAN Yuli Naulita
Departemen Ilmu dan Teknologi Kelautan, Fakultas Perikanan dan Ilmu Kelautan, Institut Pertanian Bogor, Bogor; Email: naulita@ipb.ac.id
ABSTRACT
Direct turbulence measurements using TurboMAP over a “small ridge” on the continental shelf off Jogashima, Sagami Bay, Japan revealed an active layer of topographically induced
turbulence. The active layer (
= 10-7 - 10-6 W kg-1) located at mid-depth of 200 – 250 m,occurred on alternate side of “small ridge” depending on the direction of the tidal current.
This active layer was accompanied by rebounded-isopycnal surfaces 26.0 - 26.1 σθ , in which all
in qualitative manner showed an internal hydraulic flow control on the shelf. The turbulence
friction velocity was two order of magnitude lower than observed-
in this active layerexplaining a less role of bottom friction than hydraulic flow to the high turbulence layer.
Keywords: topographically induced turbulence, continental shelf, internal hydraulic flow
ABSTRAK
Observasi langsung mikrostruktur menggunakan TurboMAP yang melewati sebuah halangan berupa “bukit” di perairan paparan kontinen pesisir pantai Jogashima, Teluk Sagami, Jepang, menunjukkan adanya lapisan aktif yang dipicu oleh topografi perairan. Lapisan aktif (
= 10-7 - 10-6 W kg-1) berada pada kedalaman pertengahan 200 - 250 m, muncul secara bergantian pada ke dua sisi“bukit” tergantung pada arah arus pasut. Lapisan aktif ini diikuti oleh lengkungan isopiknal σθ 26,0 – 26,1, yang secara kualitatif menunjukkan adanya indikasi kontrol aliraninternal hydraulic di atas paparan. Perhitungan turbulence friction velocity yang memiliki nilai
besaran dua order of magnitude lebih kecil daripada nilai yang teramati, menunjukkan bahwa turbulen gesekan dasar terlalu rendah untuk menjelaskan kuatnya lapisan turbulen yang terjadi dibandingkan dengan hydraulic flow.
Kata kunci: turbulen, topografi perairan, paparan kontinen, aliran hidrolik internal
I. PENDAHULUAN
Proses percampuran di perairan paparan kontinen dapat disebabkan oleh berbagai proses oseanik tetapi utamanya oleh pasang surut (pasut) internal, soliton,
internal hydraulic dan turbulensi lapisan
tepi (boundary layer turbulence) (Lien and Gregg, 2001). Pasut barotropik yang kuat mengalir melintasi shelf break dapat membangkitkan beam of internal tides
yang menjalar ke perairan dalam dan perairan paparan. Pasut barotropik juga dapat menimbulkan internal hydraulic
dan menghasilkan turbulen yang kuat. Berbagai proses oseanik ini menyebabkan kerumitan proses percampuran di wilayah pesisir dibandingkan dengan di laut terbuka. Sayangnya pengamatan proses percampuran di perairan paparan kontinen masih relatif sedikit sehingga sering kali ditarik kesimpulan bahwa percampuran di sepanjang perairan paparan kontinen tidak lebih besar daripada yang terjadi di lapisan termoklin laut terbuka (Dewey and Crawford, 1988; Zulicke et al., 1998; Simpson et al., 1996). Pengabaian terha-dap pengaruh detail kecil batimetrik
paparan kontinen juga menyebabkan banyak coastal model mengestimasi nilai yang lebih rendah terhadap shelf-averaged
mixing di perairan coastal shelf. Padahal
seperti halnya topografi ekstrim di laut terbuka seperti submarine canyon dan gunung laut yang meningkatkan percam-puran setidaknya satu order of magnitude
(Lueck et al., 1983; Toole et al., 1997), topografi dasar perairan paparan kontinen juga berperan besar dalam mekanisme turbulensi di wilayah pesisir. Nash and Moum (2001), menyatakan meskipun
coastal shelf dibentuk oleh lekuk
batimetrik yang relatif kecil, tetapi bentuk demikian secara nyata mempercepat arus rata-rata (mean current) dan memodifikasi
shear menegak, menguatkan gradien
densitas dan mengurangi ambien aliran terstratifikasi. Oleh karena itu
topogra-phically induced-turbulence di perairan
paparan kontinen perlu diperhitungkan sebagai fraksi yang cukup besar dari total percampuran di wilayah pesisir.
Untuk memahami proses percam-puran turbulen di perairan paparan konti-nen telah dilakukan observasi mikrostruk-tur secara berulang pada posisi stasiun yang sama pada musim panas tahun 2007 sampai 2010 di pesisir Jogashima, Teluk Sagami, Jepang. Pada tahun-tahun ini, Naulita and Kitade (2011) menemukan distribusi laju dissipasi energi kinetik turbulen
yang khas di perairan paparan kontinen, yaitu adanya lapisan aktif turbulen berbentuk beam-like structureserta adanya mid-slope mixing di atas lereng paparan. Mid-slope mixing meng-indikasikan adanya topographically
induced-turbulence dimana salah satu cara
topografi membangkitkan turbulen adalah melalui loncatan aliran downslope. Iso-piknal akan miring ketika aliran menyem-pit melewati halangan; energi potensial selanjutnya dikonversi ke energi kinetik di sisi downstream dari puncak halangan, dimana akan terbentuk percepatan aliran densitas (Nash and Moum, 2001).
Dengan tujuan untuk memahami mekanisme topographically
induced-turbulence, maka tulisan ini mencoba
untuk menunjukkan karakter lapisan aktif turbulen akibat topografi dasar perairan serta menguraikan kemungkinan proses-proses yang memicu terbentuknya lapisan aktif turbulen tersebut. Diharapkan tulis-an ini dapat memberiktulis-an informasi ten-tang topographically induced-turbulence
yang kemungkinan besar banyak terjadi di perairan pesisir Indonesia yang diketahui memiliki topografi dasar perairan yang kompleks. Dengan pengetahuan ini misalnya dapat membantu estimasi porsi kekuatan percampuran yang disebabkan kompleksitas dasar perairan lintasan Arlindo yang massa airnya diketahui memiliki karakter khas karena proses percampuran yang kuat di dalam perairan internal Indonesia.
II. METODE PENELITIAN 2.1. Waktu dan Tempat Penelitian
Penelitian ini merupakan hasil observasi mikrostruktur yang dilakukan pada bulan Juli 2010 di pesisir Jogas-hima, Teluk Sagami, Jepang. Stasiun pengamatan terletak pada 139o31.8’ – 139o 32.5’BT; 35o 08’LU yang terdiri dari transek sejajar dengan garis pantai (S1-S4), melewati sebuah “bukit“ yang merupakan bagian dari spur Miura sepanjang ~ 3.8 km dan transek tegak lurus pantai (T1-T6) sepanjang 8 km ke arah laut lepas. Posisi kedua transek disajikan pada Gambar 1.
2.2. Analisis Data
Observasi percampuran turbulen dengan melakukan pengukuran terhadap parameter turbulen dan dinamika perairan wilayah studi. Pengukuran turbulensi dilakukan dengan menggunakan Turbu-lence Ocean Microstructure Acquisition
Profiler (TurboMAP, oleh JFE
Naulita
Gambar 1. Posisi stasiun pengukuran mikrostruktur TurboMap transek sejajar pantai (S1- S4), transek tegak lurus pantai (T1-T6) dan stasiun moored-ADCP ( ) di perairan Jogashima, Teluk Sagami, Jepang. Inset: Teluk Sagami, Jepang.
pengukuran ADCP (Acoustic Doppler
Current Profiler) (RD Instruments work
horse 300 KHz). TurboMAP adalah
ins-trumen free-falling yang kecepatan jatuh-nya diatur pada 0.65 m s-1. Instrumen ini dapat menghasilkan data laju perubahan velositas, suhu resolusi rendah, kondukti-vitas, tekanan, tiga dimensi akselerasi (sumbu x,y dan z) dan data temperatur resolusi tinggi. Akurasi dan resolusi sensor TurboMAP disajikan pada Tabel 1. Instrumen TurboMAP mencatat data dari permukaan sampai ke dasar perairan tetapi pengukuran hanya terbatas sampai kedalaman 500 m jika kedalaman perairan lebih dari 500 m. Data suhu resolusi rendah TurboMAP diperoleh dari termometer kawat platinum sedangkan
suhu resolusi tinggi diperoleh dari termis-tor FP07. Data shear sesaat du'/dzdan gradien temperatur dT'/dzdiekstrasi dari
shear mentah yang teramati dan data
gradien suhu dengan menggunakan
high-pass Butterworth filter. Data tekanan
disaring dengan menggunakan low-pass
Butterworth filter. Kemudian laju
dissi-pasi energi kinetik turbulen
diestimasi dalam interval 5 m dari varian shearmenegak (the variance of vertical shear) dengan menggunakan persamaan berikut:
2 ' 2 15 z u (1)
dimana adalah viskositas kinematik (= A Longitude La tit ud e 139.4 139.45 139.5 139.55 139.6 139.65 139.7 139.75 139.8 35.05 35.1 35.15 35.2 35.25 35.3 35.35 100 200 300 600 1000 800 700 500 350 350 50 Jogashima Aburatsubo N E T1 T6 S1 S4
Tabel 1. Kisaran, Akurasi dan Resolusi sensor yang ada pada instrument TurboMap (Sumber: TurboMap Manual).
Parameter Range Accuracy Resolution
Shear 0 – 10 s-1 5 % 1 x 10-4 s-1
Fast temperature -5 – 45 oC 1 x 10-2 oC < 1 x 10-4 oC Slow temperature -5 – 45 oC 1 x 10-2 oC 1 x 10-3 oC Conductivity 0 – 7 S/m 2 x 10-3 S/m 2 x 10-4 S/m
Pressure 0 – 500 dbar 0.5 % FS 1 x 10-2 dbar
Acceleration (x,y,z) +/- 1 g 1 % FS 5 x 10-4 g
Fluorescence 0 – 200 ppb 0.5 ppb 5 x 10-3 ppb
Turbidity 0 – 200 ppm 1 ppm 5 x 10-4 ppm
1.27×10-6 m2 s-1 ) (Yamazaki and Osborn, 1990). Varian dari shear diestimasi dari pengintegralan power spectrum dari shear menegak.
Data temperatur dan salinitas yang diperoleh dari TurboMAP perlu dilakukan sinkronisasi terhadap respons kecepatan sensor konduktivitas dengan sensor tem-peratur. Resolusi vertikal sensor tekanan TurboMap adalah sebesar 0.01 db tetapi untuk keperluan studi ini interval keda-laman yang digunakan adalah 1 m sehing-ga dilakukan perata-rataan densehing-gan mene-rapkan 1-m running mean.
Kondisi arus diperoleh dari ADCP yang ditambatkan pada mooring array
pada posisi 139o 32.70’ BT; 35o 8.2’LU (tanda dalam Gambar 1), yang secara kasar terletak diatas puncak”bukit” pada perpotongan transek sejajar dan tegak lurus pantai. Interval rata-rata ADCP sebesar 5 menit dan vertical bins sebesar 4 m. Sistem mooring dipasang selama dua setengah bulan yaitu dari 14 Juli sampai 13 September 2010. ADCP dirangkai dengan Temperature and Depth sensor
(TD) dan current meter (EM). Konfigu-rasi mooring array disajikan pada Lampiran 1. Kedalaman stasiun mooring
adalah 239 m, dan rata-rata kedalaman ADCP adalah 187 m sebagaimana yang ditunjukkan oleh sensor TM. Ini berarti ADCP terletak 52 m dari dasar perairan. Data arus ADCP yang digunakan dalam studi ini adalah data dengan percent good
lebih besar dari 70% dan dirata-ratakan dalam interval 1 jam. Sebagai data penunjang, diperoleh data pasang surut dari stasiun pasut Aburatsubo yang terletak dekat dengan Jogashima (Gambar 1).
III. HASIL DAN PEMBAHASAN
3.1. Dinamika Perairan saat Observasi Mikrostruktur
Gambaran arus selama observasi mikrostruktur diperoleh dari ADCP yang ditambatkan pada sistem mooring yang diletakkan di atas puncak sebuah ”bukit” pada topografi dasar perairan (Gambar 2). Kotak hitam dan biru pada Gambar 2 me-nunjukkan waktu observasi mikrostruktur TurboMAP, yaitu dua kali transek sejajar pantai pada tanggal 14 Juli 2010 serta satu kali transek sejajar pantai dan satu kali transek tegak lurus pantai pada tanggal 15 Juli 2010.
Kondisi arus selama waktu obser-vasi mikrostruktur relatif kencang, yaitu berkisar 0,2-0,5 m/det dengan arah konsisten ke barat laut-utara pada keda-laman 100-140 m. Kondisi arus pada saat observasi mikrostruktur ini mengalami penguatan oleh intrusi arus Kuroshio ke dalam Teluk Sagami (e.g. Kawabe and Yoneno, 1987; Matsuyama et al. 1999).
Keterbukaan yang lebar mulut Teluk Sagami terhadap Samudera Pasifik Utara menyebabkan kondisi arus, suhu
Naulita 12:00:00 14:24:00 16:48:00 19:12:00 21:36:00 00:00:00 02:24:00 04:48:00 07:12:00 09:36:00 12:00:00 -190 -180 -170 -160 -150 -140 -130 -120 -110 -100 d e p th ( m ) July 14th July 15th 0.5 m/det
Gambar 2. Stick plot arus pada tanggal 14 -15 Juli 2010. Garis kotak hitam
menunjukkan waktu observasi mikrostruktur dilakukan pada transek sejajar pantai dan garis kotak biru pada transek tegak lurus pantai.
dan salinitas Teluk Sagami sangat dipe-ngaruhi oleh pergeseran sumbu arus Kuroshio (Kawabe and Yoneno, 1987; Matsuyama and Iwata, 1985; Matsuyama
et al., 1999). Matsuyama et al. (1999),
menyebutkan bahwa intrusi Kuroshio di Teluk Sagami diindikasikan oleh adanya kenaikan suhu secara tajam dan bergerak secara siklonik mengelilingi Teluk Sagami dengan kecepatan propagasi sebesar 0,6 m/det. Arus yang terjadi tiba-tiba dan kuat ini dinamai “Kyucho”, yang pertama kali dilaporkan oleh Miura (1927) sebagai intrusi air hangat di lapisan permukaan yang berasal dari Kuroshio (Matsuyama
et al., 1996). Rekaman variasi suhu di
stasiun monitoring Odawara yang terletak dekat Jogashima juga menunjukkan kenaikan suhu yang drastis dua hari sebelum observasi mikrostruktur dilaku-kan (Naulita and Kitade, 2011). Adanya penguatan arus “Kyucho “ yang beraso-siasi dengan intrusi air hangat memberi-kan informasi penting pada percampuran turbulen.
3.2. Distribusi Laju Dissipasi Energi Kinetik Turbulen
Pada observasi mikrostruktur selama 2007 sampai 2010, Naulita dan Kitade (2011) menemukan ada beberapa lapisan aktif turbulen yang terjadi di atas perairan paparan. Lapisan aktif turbulen tersebut ada yang berkaitan shear mene-gak yang kuat oleh regenerasi gelombang pasut internal yang terjadi di atas perairan paparan. Lapisan aktif turbulen ini (
= 10-8-10-6 Wkg-1) ada dalam bentukbeam-like structure di sepanjang kurva
karak-teristik pasut internal semidiurnal yang berasal dari critical bottom slope paparan
dan shelf break. Lapisan aktif turbulen
lainnya（ε＞10-6W kg-1）adalah yang di-temukan pada kedalaman pertengahan, yakni sekitar kedalaman 255-440 m di atas lereng paparan (mid-slope mixing). Lapisan aktif ini berada di luar dari kurva karakteristik gelombang pasut internal semidiurnal serta jauh dari dasar perairan. Oleh karena itu, Naulita dan Kitade (2011) berasumsi bahwa regenerasi gelombang pasut internal di atas paparan
dan turbulen gesekan dasar bukanlah faktor penyebab tingginya pada lapisan aktif ini. Berdasarkan perbedaan waktu kemunculan lapisan aktif turbulen ini yaitu hanya pada waktu observasi yang bertepatan dengan pasang maka mereka berasumsi bahwa lapisan aktif turbulen ini berkaitan dengan adanya pengaruh topografi dasar perairan, yang disebut dengan topographically induced
turbu-lence. Sayangnya pada waktu
pengamat-an ini tidak dilakukpengamat-an pengukurpengamat-an arus dan tidak tersedia informasi rinci profil dasar perairan sehingga tidak dapat dilakukan kajian lebih jauh tentang kemungkinan adanya topographically
induced turbulence. Untuk
mengkonfir-masi mekanisme penyebab lapisan aktif turbulen ini kemudian pada 14-15 Juli 2010 dilakukan observasi mikrostruktur dengan membuat transek sejajar pantai untuk melengkapi transek tegak lurus pantai disertai dengan memasang mooring
ADCP selama dua setengah bulan (Juli sampai September 2010). Observasi tran-sek sejajar pantai memotong topografi sebuah “bukit” yang merupakan bagian
dari spur Miura. Halangan berupa “bukit”
ini diduga berpotensi menimbulkan turbulensi (Lien and Gregg, 2001; Moum and Nash, 2000)
Distribusi
pada transek tegak lurus dan sejajar pantai tanggal 15 Juli 2010 disajikan pada Gambar 3. Konfigu-rasi lapisan aktif turbulen pada Juli 2010 sedikit berbeda dengan pengamatan pada musim panas tahun-tahun sebelumnya (2007 dan 2008). Pengamatan 14-15 Juli 2010 bertepatan dengan kuatnya intrusi arus Kuroshio ke dalam Teluk Sagami (Gambar 2). Matsuyama and Iwata (1977), menghitung kecepatan “Kyucho” pada April 1975 sebesar 0,8-1 m/det dan menurut mereka, kebanyakan induksi arus “Kyucho” di Teluk Sagami berkai-tan dengan sumbu Kuroshio yang mende-kati Teluk Sagami. Kehadiran “Kyucho” inilah yang tertangkap pada pengamatan14-15 Juli 2010 dengan latar belakang arus yang kencang, yaitu sebesar 0,5 m/det, sehingga memicu lapisan turbulen setebal 150 m pada kedalaman 150-300 m (ditunjukkan dalam kotak hitam pada Gambar 3). Kondisi pada observasi mikrostruktur tahun 2007 dan 2008 dima-na latar belakang nilai
pada keda-laman ini hanya berkisar 10-9-10-10 W kg-1 (Naulita and Kitade, 2011). Lapisan aktif turbulen dengan ketebalan yang besar (150 m) dan terjadi pada sepanjang transek ke arah laut lepas menunjukkan besarnya pengaruh “Kyucho”. Kondisi ini dapat dilihat dengan jelas pada kedua transek sejajar dan tegak lurus pantai. Perbedaan waktu observasi kedua transek ini adalah tiga jam tetapi keduanya sama menunjukkan lapisan turbulen yang tebal dan kuat tersebut.3.3. Indikasi adanya Topographically Induced Turbulence
Untuk mengungkapkan kemungki-nan adanya topographically induced
tur-bulence, dilakukan observasi
mikrostruk-tur transek sejajar pantai pada waktu pasang dan pada saat surut 14 Juli 2010. Distribusi
transek sejajar pantai 14 Juli 2010 disajikan pada Gambar 4. Stick plotyang digambarkan dalam Gambar 4 mengindikasikan kondisi arus paparan
(shelf flow) ketika dilakukan pengukuran
mikrostruktur.
Observasi mikrostruktur pada transek sejajar pantai menunjukkan adanya beberapa lapisan aktif turbulen. Lapisan turbulen yang kuat,
~ 10-6 – 10-5 W kg-1, terlihat di lapisan permukaan (ditunjukkan oleh huruf a pada Gambar 4), lapisan aktif turbulen yang tebal pada lapisan termoklin (50–120 m) (b), beraso-siasi dengan gradien velositas menegak yang besar, lapisan aktif turbulen pada kedalaman 200- 250 m (c) dan lapisan aktif dekat sebuah “bukit” pada kedalam-an 250-300 m (d).Naulita
Gambar 3. Distribusi laju dissipasi energi kinetik turbulen yang teramati pada 15 Juli 2010 pada transek tegak lurus pantai (kiri) dan transek sejajar pantai (kanan). Pada Gambar 4 terlihat lapisan
aktif turbulen (
=10-7 - 10-6 Wkg-1) pada kedalaman 200-250 m (ditunjukkan oleh garis putus-putus lingkaran merah) muncul pada saat surut di sisi downstreamdari sebuah “bukit”, dan menghilang tiga
jam kemudian ketika pasang. Pada saat pasang, lapisan turbulen ini terbentuk di sisi upstream dari “bukit”. Waktu
kemun-culan yang berbeda menunjukkan bahwa lapisan aktif turbulen ini bukan disebab-kan oleh gesedisebab-kan dasar perairan. Meka-nisme yang berperan dalam pembentukan lapisan aktif ini kemungkinan berasal dari pengaruh adanya internal hydraulic jump, mengingat ada halangan berupa “bukit”
yang berpotensi menimbulkan percampur-an (Lien percampur-and Gregg, 2001; Nash percampur-and Moum, 2001). Jika melihat amplitudo arus pasut yang teramati di Teluk Sagami hanya sekitar 0.1 ms-1 (Ohwaki et al.,
1991), maka hal ini mungkin tidak cukup kuat untuk menginduksi internal
hydrau-lic jump karena bilangan Froude, yaitu
rasio kecepatan pasut barotropik terhadap fasenya, adalah lebih kecil dari 1. Akan tetapi dalam kasus 14 Juli 2010, kecepatan arus yang terekam ADCP adalah sebesar 0.5 ms-1, sehingga hydraulic jump dapat dipertimbangkan sebagai kemungkinan mekanisme pembangkit turbulen. Kemungkinan lain adalah disebabkan oleh terbentuknya lee waves, yang diindikasi-kan oleh isopiknal yang miring pada kedua sisi “bukit”. Kecepatan arus yang tinggi, sub-inertial semidiurnal tides
mampu menimbulkan unsteady lee waves
(e.g. Nakamura et al., 2000).
Pembuktian adanya kontrol hidra-ulik aliran yang melewati topografi perai- ran sebenarnya dapat dilakukan jika tersedia data observasi arus, hidrografi,
(a) Kondisi surut (b) Kondisi pasang
Gambar 4. Distribusi laju dissipasi energi kinetik turbulen
transek sejajar pantai (panel atas), pada saat surut (a) dan pada saat pasang (b) (panel bawah) tanggal 14 Juli 2010.dan sederet waktu dari spatial snapshots
dari proses turbulen. Sayangnya hal initidak bisa dilakukan dalam penelitian ini sehingga tidak bisa menangkap keselu-ruhan evolusi aliran hidraulik seperti yang digambarkanoleh Nash and Moum (2001). Pengukuran dengan ADCP juga tidak mencapai kedalaman lapisan aktif pada sisi downstream halangan. Oleh karena bilangan Froude sebagai salah satu indikator parameter hydraulic jump tidak dapat diestimasi. Oleh karena itu, sinyal
mid-slope mixing yang ditemukan dalam
studi ini hanya dapat diterangkan sebagai
indikasi dasar dari internal hydraulic flow
yang melewati sebuah halangan berupa
“bukit”.
Namun demikian, beberapa bukti yang diperoleh dapat menunjukkan ada-nya indikasi adaada-nya topographically
induced-turbulence. Bukti pertama yaitu
adanya quiescent nature of the fluid yang dipresentasikan oleh warna biru gelap pada kedalaman 150-350 m pada Gambar 4. Menurut Nash and Moum (2001), wilayah stabilitas seperti ini adalah khas konvergen, adanya percepatan aliran
(accelerating flows) dan lebih lanjut
15 25 35 0 6 12 18 wa te r h ei gh t (c m ) hour 15 25 35 0 6 12 18 wa te r h ei gh t (c m ) hour
Naulita
menunjukkan bahwa turbulen yang teramati adalah dibangkitkan secara lokal sementara latar belakang percampuran di atas paparan adalah rendah. Bukti kedua adalah pada sisi downstream dari “bukit” terdapat permukaan isopiknal σθ 26,0- 26,1 yang melengkung (rebounded). Kedua kondisi ini merupakan karakteristik dari hydraulic jump. Density interface (σθ = 26,0–26,2) yang tidak simetris juga konsisten dengan situasi transisi dari
subcritical flow upstream ke supercritical
flow downstream dari “bukit”. Turbulen
yang intens dan penyebaran isopiknal mengarah pada terjadinya internal
hydraulic jump pada sisi downstream
(Nash and Moum, 2001).
Sebagai pendukung, juga dipertim-bangkan untuk mengestimasi kontribusi adanya pengaruh wall effect pada dasar perairan terhadap lapisan turbulen
mid-slope mixing ini. Dewey dan Crawford
(1988) menyatakan bahwa laju dissipasi b
pada boundary layer (BBL) dipenga-ruhi oleh friction velocity u* oleh dasar perairan. Ketebalan BBL ini dapat didefinisikan dengan menggunakan densi-tas potential (Nash and Moum, 2001). Hanya fluida dengan densitas potensial σθ> (σmax–Δσ) yang dipertimbangkan dalam lapisan tepi, dimana σmax adalah densitas potensial maksimum dari setiap profil menegak dan Δσ = 0,002 kgm-3. Kedalaman kolom air pada puncak“bukit”adalah 207 m yang termasuk
dalam BBL (kedalaman dasar perairan adalah 239 m).
Friction velocity u*, yang
mere-prentasikan besaran fluktuasi velositas turbulen, dihitung dengan mengasumsikan
wall-layer scaling dari aliran pada lapisan
BBL. Dalam lapisan demikian, gesekan adalah konstan terhadap kedalaman dan sebanding dengan gesekan dasar:
τb = ρu*2 (2)
dimana ρ adalah densitas. Rata-rata
friction velocity u* dapat dihitung dari:
u* = <(
bz)>1/3 (3) (Dewey and Crawford, 1988), dimanatanda < > menunjukkan perata-rataan menegak dan mendatar dari boundary
layer, z adalah koordinat menegak, and
= 0,4 adalah konstanta von Karman. Lapisan turbulen yang kuat di dekat dasar dapat dibangkitkan oleh arus pasut tetapi sayangnya tidak tersedia data arus dekat dasar selama observasi mikrostuktur ini. Akan tetapi jika meng-gunakan besaran arus pasut yang terukur sebesar 0,14 ms-1 dari current speed pada sensor EM di kedalaman 207 m dan dengan menggunakan drag coefficient
sebesar 0,002 mengikuti Peters (1999), maka hasil perhitungan menunjukkan
friction velocity u* sebesar 0.006 ms-1.
Dengan nilai u* sebesar itu maka besar
b yang berasosiasi dengan arus pasut pada lapisan tercampur dasar (the bottom mixedlayer), yaitu
bpada 32 m di atas dasarperairan adalah 10-8 W kg-1. Nilai
b ini sebanding dengan
yang teramati pada kedalaman yang sama sebagaimana terlihat pada Gambar 4. Oleh karena itu arus pasut di atas paparan dapat menjadi alasan pemicu adanya nilai
yang relatif besar di atas dasar perairan.Di atas BBL, turbulence friction
velocity memiliki nilai besaran dua order
of magnitude lebih kecil daripada
padalapisan pertengahan, terlalu rendah untuk menjelaskan turbulen yang kuat pada
mid-slope mixing. Hal ini secara tidak
langsung menunjukkan adanya mekanis-me penting lain yang berasosiasi dengan lapisan turbulen yang diperkuat (enhanced
turbulence layer) yang ada di dekat
“bukit”. Mekanisme pemicu yang
mung-kin berasal dari interaksi antara aliran sepanjang paparan (along-shelf flow)
IV. KESIMPULAN
Adanya topographically induced
turbulence hasil observasi langsung
mikrostruktur ditunjukkan oleh pemben-tukan lapisan aktif turbulen di atas lereng paparan (mid-slope mixing) yang muncul bergantian pada ke dua sisi sebuah halangan berupa bukit. Waktu kemun-culan yang berbeda, yaitu di sisi
down-stream dari sebuah bukit pada saat surut
dan di sisi upstream pada saat pasang, dan disertai dengan lengkungan isopiknal 26,0-26,1 mengindikasikan lapisan aktif ini disebabkan oleh internal hydraulic
jump yang diinduksi oleh arus pasut
internal. Nilai turbulence friction velocity
dua order of magnitude lebih kecil dari
nilai
yang teramati pada lapisan aktif ini, turut menguatkan bahwa lapisan aktif lebih dimungkinkan disebabkan olehhydraulic flow dibandingkan oleh turbulen
gesekan dasar.
DAFTAR PUSTAKA
Dewey, R.K. and W.R. Crawford. 1988. Bottom stress estimates from vertical dissipation rate profiles on the continental shelf. J. Phys.
Oceanogr., 18:1167-1177.
Iwata, S. and M. Matsuyama. 1989. Surface circulation in Sagami Bay: the response to variations of the Kuroshio axis. J. Oceanogr. Soc.
Japan, 45:310-320.
Kawabe, M. and M. Yoneno. 1987. Water and flow variations in Saga-mi Bay under the influence of the Kuroshio path. J. Oceanogr. Soc.
Japan, 43:283-294.
Lien, R.C., and M.C. Gregg. 2001. Ob-servation of turbulence in a tidal beam and across a coastal ridge, J.
Geophys. Res., 106:4575-4591.
Lueck, R.G., W.R. Crawford, and T.R. Osborn. 1983. Turbulent dissipa-tion over the continental slope off
Vancouver island. J. Phys.
Ocea-nogr., 13:1809–1818.
Matsuyama, M. and S. Iwata. 1977. The Kyucho in Sagami bay (I). Bull.
Fish. Oceanogr. Japan, 30:1-7 (in
Japanesse with English abstract). Matsuyama, M., S. Iwata, and H.
Naga-matsu. 1996. Kyucho in Sagami Bay induced by Typhoon 8818. J.
Oceanogr., 53:199-205.
Matsuyama, M., H. Ishidoya, S. Iwata, Y. Kitade, and H. Nagamatsu. 1999. Kyucho induced by intrusion of Kuroshio water in Sagami Bay, Japan. Continental Shelf Res., 19: 1561-1575.
Moum, J. N. and J. D. Nash. 2000. Topographically-induced drag and mixing at a small bank on the continental shelf. J. Phys.
Ocea-nogr., 30:2049-2054.
Nakamura, T., T. Awaji, T. Hatayama, and K. Akitomo. 2000. The gene-ration of large-amplitude unsteady lee waves by subinertial K1 tidal flow: a possible vertical mixing mechanism in the Kuril Strairs. J.
Phys. Oceanogr., 30:1601-1620.
Nash, J.D. and J.N. Moum. 2001. Internal hydraulic flows on the continental shelf: High drag states over a smallbank. J. Geophys. Res., 106: 4593-4612.
Naulita, Y. and Y. Kitade. 2011. Obser-ved turbulence properties over the continental shelf and slope off Jogashima, Sagami Bay. J.
La-Mer., 49:1-15.
Peters, H. 1999. Spatial and temporal variability of turbulent mixing in an estuary. J. Mar. Sys., 57:805-845.
Simpson, J. H., W.R. Crawford, T.P. Rippeth, A.R. Campbell, and J.V.S. Cheok. 1996. The vertical structure of turbulent dissipation in shelf seas, J. Phys. Oceanogr., 26:1579-1590.
Naulita
Toole, J.M., R.W. Schmitt, K.L. Polzin, and E. Kunze. 1997. Near bounda-ry mixing above the flanks of a mid latitude seamount. J.Geophys. Res., 102:947-959.
Yamazaki, H. and T.R. Osborn. 1990. Dissipation estimates for stratified turbulence. J. Geophys. Res., 95: 9739-9744.
Z¨ulicke, C., E. Hagen, and A. Stips. 1998. Dissipation and mixing in a coastal jet: A Baltic Sea case study,
Aquat. Sci., 60:220-235.
Diterima : 27 November 2014
Direview : 23 Desember 2014
